Nous verrons la composition des roches de la lithosphère continentale, puis celle de la lithosphère océanique, et enfin celles du manteau et du noyaux.
1 La lithosphère continentale
1.1 La structure de la lithosphère continentale
L'étude directe et indirecte (à l'aide de la sismologie) des roches de la lithosphère continentale a permis de diviser celle-ci en :
- croûte superficielle, formée de roches sédimentaires d'une épaisseur de 2 à 3 km,
- croûte supérieure, d'une épaisseur d'une vingtaine de km,
- croûte inférieure, de 10 à 15 km d'épaisseur, marquée à la base par la discontinuité de Moho,
- manteau superficiel, à la base de la croûte.
1.2 La composition de la lithosphère continentale
1.2.1 La croûte superficielle
La croûte superficielle est formée de roches sédimentaires détritiques, bio-détritiques ou bio-chimiques (grès, sable, argile, calcaire) déposées sur des plates-formes ou dans des bassins sédimentaires (Bassin de Paris). Elle ne représente qu'une très petite partie de la croûte, comparée au 30 km de socle sous-jacent. Elle peut être recoupée par des roches volcaniques (basalte, andésite).
1.2.2 La croûte supérieure
La croûte supérieure est constituée de roches sédimentaires et volcaniques qui ont été enfouies et déformées ou même métamorphisées, et de roches magmatiques qui ont cristallisées en profondeur : le granite (p. 268). En profondeur, la pression et la température augmentent, et provoquent des transformations à l'état solide des minéraux des roches. La nature de ces minéraux dépend des conditions de température et de pression.
Si les pressions et températures sont suffisantes, les roches fondent et sont à l'origine d'un magma. L'intrusion de ce magma dans les roches sus-jacentes forme des massifs granitiques.
Le granite est donc une roche issue d'un magma qui a refroidie lentement en profondeur, et a permis la formation de gros cristaux : le granite est composé de cristaux tous visibles à l'oeil nu, c'est une roche dite grenue ou à structure holocristalline (holo- : entier). Chaque cristal est formé d'un assemblage d'un seul type de minéral. Les cristaux du granite sont les feldspaths plagioclases ou feldspath calco-alcalins (silicates d'alumine calco-sodiques), les feldspaths potassiques (l'orthose), les micas , noir ou biotite , blanc ou muscovite , et enfin le quartz dont les cristaux sont les plus abondants.
Les cristaux de micas et les feldspaths sont les premiers à se former, et acquièrent donc le plus souvent leurs formes caractéristiques, les cristaux sont dit automorphes. Les cristaux de quartz, cristallisant en dernier, occupent l'espace resté libre, et n'ont donc pas leur forme caractéristique : ils sont xénomorphes (ont des contours sinueux).
Tous ces cristaux sont des silicates d'alumine (feldspaths, micas) ou de la silice pur (quartz, SiO 2 ). Ainsi, le granite est riche en silice : elle en contient plus de 65%, on dit qu'elle est acide.
1.2.3 La croûte inférieure
Située à une vingtaine de km de profondeur, la croûte inférieure est connue grâce à l'étude d'enclaves, morceaux de roches profondes remontées à la surface lors des éruptions volcaniques. Ce sont des roches métamorphiques denses et appauvries en eau constituées de minéraux typiques du métamorphisme (grenat, sillimanite, disthène), et aussi de quartz, pyroxènes, plagioclases... Ces roches peuvent parfois être amenées en surface grâce à la tectonique et l'érosion.
1.2.4 Le manteau superficiel
Séparé de la croûte par la discontinuité de Moho , il est connu également à travers les enclaves ramenés en surface (p. 267). Il est formé d'une péridotite à olivine, pyroxènes et spinelles pour des profondeurs jusqu'à 80 km, et d'une péridotite à grenat pour des profondeurs supérieurs à 80 km (p. 271).
1.2.5 Les éléments majeurs
Ainsi, la chimie de la lithosphère continentale peut être décrite par les éléments majeurs suivants : Si, O, Mg, Fe, Ca, Na, K et Al.
2 La lithosphère océanique
2.1 Les ophiolites sur les continents
Formée de la croûte océanique et de la partie la plus externe du manteau supérieur (la manteau superficiel, elle est connue par l'observation de panneaux lithosphériques dégagés à la faveur de fractures ou d'écailles de la lithosphère océanique charriée sur les continents, les ophiolites.
2.2 La composition de la croûte océanique
Les échantillons de la croûte supérieure ramenés par forage ou dragage près des failles sont des basaltes (p. 270). Ils sont observables en place à proximité des dorsales, où ils ne sont pas recouverts de sédiments. Sous des basaltes encoussins (ou “pillow lava”), se trouvent des filons verticaux de basaltes.
Les basaltes sont des roches sombres composées de phénocristaux d'olivine et de pyroxènes, avec des microlites de plagioclases dans une pâte vitreuse (ou verre), c'est-à-dire des minéraux non cristallisés. On dit que le basalte a une structure microlitique.
Les basaltes sont des roches pauvres en silice : elles en contiennent moins de 52%, elles sont dites basiques.
Sous ce complexe filonien se trouve du gabbro , roche entièrement cristallisée (à structure holocristalline) et ayant la même composition chimique que le basalte : ces deux roches sont issues du refroidissement du même magma. Le gabbro est constitué de minéraux de pyroxènes et de feldspaths plagioclases.
2.3 Le manteau superficiel
Enfin, sous ces gabbros, la discontinuité de Moho sépare la croûte du manteau supérieur , qui est constitué de péridotites.
2.4 Les éléments majeurs
Les minéraux de la lithosphère océanique sont essentiellement des olivines, des pyroxènes pour les minéraux colorés, et les feldspaths plagioclases pour les minéraux blancs. Les éléments majeurs sont encore Si, O, Mg, Fe, Ca, Na, K, Al (p. 277).
3 Le manteau profond et le noyau
Les matériaux du manteau profond et du noyau ne sont pas observables à la surface de la Terre. De plus, au delà de 200 à 250 km de profondeur, il est impossible d'obtenir des échantillons du manteau. La connaissance de leur composition minéralogique et chimique est établie expérimentalement : on reproduit en laboratoire les conditionsde température et de pression qui règnent en profondeur pour des quantités très faibles de minéraux (millième de millimètre cube). On utilise pour cela des cellules à enclumes de diamant chauffées par un laser.
3.1 Le manteau profond
On pose comme hypothèse que les minéraux constitutifs du manteau profond sont les phases de hautes pressionsdes minéraux du manteau supérieur. L'augmentation régulière de vitesse de propagation des ondes sismiques conforte cette idée que la densité des matériaux augmente sans changement de composition. Des expériences d'ondes de choc sont réalisées sur des poudres de minéraux connus. Les vitesses sismiques obtenues par ces expériences à hautes pressions sont comparables avec les données sismologiques. Elles mettent en évidence deux discontinuités à l'intérieur du manteau : l'une à 400 km et l'autre à 670 km séparant le manteau supérieur du manteau inférieur.
Ces discontinuités sont dues à des transitions de phases des minéraux : les olivines et les pyroxènes, silicates ferromagnésiens du manteau supérieur se transforme en pérovskite , silicate ferromagnésien stable aux pressions du manteau inférieur. L'olivine et la pérovskite sont probablement les minéraux les plus importants de la Terre.
D'autre part, le volcanisme de point chaud correspond à l'émission de magma d'origine très profonde, la composition de ces laves renseigne (partiellement) donc sur les matériaux profonds.
3.2 Le noyau
Les données sur le noyau sont essentiellement expérimentales. On sait depuis longtemps que la densité du noyau est très supérieure à celle des enveloppes accessibles : on connait la densité moyenne de la Terre, qui est de 5,5 alors que la densité de l'écorce et du manteau varie entre 2,7 et 3,5.
Par ailleurs, on connaît assez bien la composition chimique globale de la Terre car c'est la même (on le suppose, du moins) que celle des météorites de type chondrite qui percutent encore aujourd'hui notre planète. On admet, en fait, que la Terre s'est formée par accrétion de ces types de météorites. Ensuite, par migration des éléments en fonction de leurs densités, il y a eu formation de couches concentriques autour du noyau. Connaissant à peu près la composition des couches externes, on peut déduire la composition du noyau (externe et interne). Grossièrement, la composition du noyau est la composition des météorites moins celles des enveloppes externes (p. 273 et 277).
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